1. No category

Trekk av isbevegelsen og isavsmeltningen
i Nordre Gudbrandsdalens fjelltrakter.
Av
Arne Toi.lan
Disse undersøkelsene er gjort som kvarærgeologisk kartlegging for NGU innen og i
tilknytning til landgeneralkart Jotunheimen. Feltarbeidet er utført i årene 1961 og 62.
Interessen for istidens spor i Nordre Gudbrandsdalen konsentrerte seg tidlig om
dalen og de formene i løsmaterialet som finnes der. Det er et interessefelt som naturlig
byr seg fram da en fra Dovre til Lesjaskogsvatnet finner ikke bare store og formrike løs
masser i dalbunnen men også «linjer» i dalsidene. De fanget oppmerksomheten i den
diskusjonen som fra tid til annen har pågått om drenenngsveiene i området mellom
hovedvannskille og senglasialt isskille.
Dette arbeidet tilsikter bl. a. å bringe til veie et grunnlag for å finne sammenheng
mellom formene i dalen og på fjellet. Fjellet vil i denne sammenheng 'si Kjølenfjellene
mellom Lesja og Vågå, fig. 1. Som et supplement er isbevegelsens retning under siste
istid viet særlig oppmerksomhet.
Isbevegelsens retning.
Tre vesensforskjellige formtyper har gitt opplysninger om isbevegelsens
retning. Grovest antyder morenematerialets petrografiske sammensetning
hovedretningen. Det er ikke forsøkt gjennomført en metodisk blokkana
lyse, enda området skulle egne seg bra med bergarter som er lette å at
skille i hovedgrupper, og bergartsgrenser omlag vinkelrett mot den
fremherskende isbevegelsen som under siste istid var N- til NV-lig. En
slik analyse burde også gi viktige pekepinner for avgjørelsen av de trolig
vis kompliserte og skiftende isstrømmene NØ for Jotunheimen.
Dernest gir skuringsstriper et visst bilde av retningene. Et problem
som særlig utmerker skuringsobservasjonene er dateringen av ulike ret
ninger. Denne ulempen er ikke så stor ved den tredje formtypen som gir
retningsbestemmelse, nemlig drumliner og morenestriper, idet den ret-
329
0
1
2
3km
Ekvidut IOOm
Div eruptivbergarter
Lys spdragmitt
[>o°o°o°o°o°| Konglomerat I V .\-\ Glimmerskifer, fylutt
Gneis
\ Skuringsstripe m/obs pkt
Fig. 1. Oversiktskart. Berggrunn og skuringsstriper.
Berggrunnen vesentlig etter Strand 1951.
ningen disse viser vanligvis antas å stamme fra den siste delen av ned
isningen.
En ganske kort omtale skal gjøres av løsmaterialets opprinnelse innen
feltet. Det er petrografisk kvantitativt bestemt bare på 5 lokaliteter i
Lesja. Hovedinntrykket er naturlig nok at lokale bergarter overalt over
veier. I gneisområdene utgjør således gneiser 70-100 % av morenemate
rialet. Innslaget av gabbroide bergarter, sannsynligvis fra Jotundekkene,
varierer mellom 2 og 10 %. Den største verdien stammer fra en dødis
"morene" av svakt glasifluvial karakter. Nærmeste skyvedekke ligger S
330
for Vågåvatn, ca. 30-35 km fra alle prøvelokalitetene. Også Rekstad har
observert gabbroblokker i Lesja, men i små mengder (1896, s. 12).
Også i Finndalen er det markert forskjell i morenematerialets beskaf
fenhet på begge sider av bergartsgrensen. Det finnes morenemasser med
ganske stort leirinnhold i feltets SØ-re fyllitt-hjørne, således flere steder
ved elvesammenløpet Skjerva-Finna.
Skuringsobservasjonene er vist på fig. 1. Fordelingen av bergartene i
området og deres innbyrdes ulike evne til å bevare skuringer gjør at de
få observasjonene nesten utelukkende stammer fra SØ-hjørnet.
Skuringsobservasjonene grupperer seg i 3 hovedretninger:
a) NNV - NY (3)
b) N
(5)
c) NØ
(1)
Aldersforholdet mellom a) og b) lar seg ikke sikkert avgjøre, da den
eneste lokaliteten der de forekommer sammen er for mye forvitret. Det
ser ut til at a) er minst influert av topografien og følgelig skulle være eldst
av de to. Den større hyppigheten av b) antyder kanskje det samme, c)
antas av forskjellige grunner å være den aller yngste bevegelsen.
Det som særlig gir støtte til en slik antakelse er et drumlinfelt ved
Storsetrene inne i Lordalen, på dennes SØ-side. Feltet ligger ca. 1000
-1150 m o. h. og har tilnærmet rektangulær form, ca. 2,5 X 6 km, med
lengste side parallell med Lordalen. Terrenget skråner 11-13 % mot NY.
Drumlinene er utstrakt med samme lengderetning, NØ-SV. Den faller
noenlunde sammen med dalens retning. Fig. 2 viser drumlinfeltet.
Forholdet mellom største lengde, L, og største bredde, B, er av inter
esse ved tolkningen av drumliner og drumlinoide former. Dette forholdet
er beregnet for ialt 40 drumliner etter flyfotografier. Drumlinene varierer
i bredde fra ca. 50 til ca. 225 m og i lengde fra ca. 175 til ca. 800 m. Gjen
nomsnittsdrumlinen er 450 m lang og 110 m bred.
Gjennomsnittlig forhold L : B er tilnærmet lik 4,1 : 1 og ekstremal
verdiene 2,0 og 6,7. Charlesworth (1957), oppgir det gjennomsnittlige
forhold mellom største lengde og bredde hos drumliner til 2,5 : 1.
Det ser ikke ut til å være noen lovmessighet i fordelingen av drumliner
med forskjellig L : B-forhold. Det er heller ikke å vente i et så begrenset
felt.
Tverrprofilet av de fleste drumlinene er avrundet, men enkelte mer
skarpryggete forekommer. Den mest typiske og klassiske drumlinformen
med en lang og stadig tynnere hale er ikke særlig utpreget her, men det
331
Fig. 2. Drumhntelt i Lordalen
høyeste tverrsnittet ligger nærmest den butte «støt»-enden som er mot
SV på alle formene. Foruten enkeltstående former forekommer doble og
endog en 3-dobbelt sammenvokst drumlin. Den innbyrdes plasering er
tydelig «en echelon». Mest utpreget er dette hos de komplekse formene.
I ytterkanten av feltet kan en finne større flater som tydeligvis er
dannet i tilknytning til drumlinene. En slik flate i feltets SV-ende er
størst og best bevart. Den er også grundigst undersøkt.
Den er ca. 0,8 X 1 km stor og har form av en flat »kake» som er hvelvet
svakt både på langs, NØ-SV, og på tvers. Den hever seg 15-20 m over
terrenget omkring. «Kaken»s overflate er svakt bølget med forsenkninger
og høyere mellompartier med samme lengderetning som dalen og drum
linene. Høydeforskjellen mellom topp og bunn kan være et par m og
avstanden mellom forhøyningene over 100 m. At det virkelig dannes et
stripemønster, en «fluted moraine», ser en best på flyfotografier. Like
beskrivende er kanhende FairchilcTs term «washboard structure». Ret
ningen av stripene er ca. N
0. Overgangen fra «kåken» til omgivel
sene er jamn og steil, men uten bratte ras-skråninger, unntatt i NØ-enden
der en bekk skjærer seg gjennom.
Materialet er både i de egentlige drumlinene og i de flate «kakene»
typisk morenemateriale, totalt usortert med nesten like store innhold av
mo, sand og grus. Materialet virker hardt sammenpresset og er tungt å
grave i. Ikke desto mindre har det gått et lite ras i en av drumlinflankene.
332
Når drumlinformer skal tolkes, viser det seg fra andre områder at for
holdet L : B øker med økende isbevegelseshastighet. De foreliggende
formene er stort sett gjennomsnittlige eller helst litt langstrakte, og de
skulle følgelig vitne om en midlere hastighet. En kompliserende faktor
er det grove gneismaterialet som tenderer til å gi brede og mindre per
fekte former. En kan derfor kanhende slutte at hastigheten likevel ikke
har vært rent liten. Som nevnt ovenfor har enkelte drumliner et ganske
skarpt tverrprofil. Tilsynelatende gjelder det særlig små eksemplarer.
Det må tas som en antydning om at oppbygningen av drumlinene holdt
ved helt til bevegelsen i ismassene stoppet opp. Retningen av de skarpeste
ryggene burde derfor gi den siste isbevegelsesretningen med stor nøy
aktighet. De noe større formene som antas å være mer eller mindre full
førte ville lettere få overflaten avrundet av mindre forskyvninger i isbe
vegelsens retning. Noen påvislig forskjell i lengderetningen for skarp
ryggete og andre former er ikke iakttatt.
Disse forholdene viser at den siste aktive isbevegelse i Lordalen trolig
foregikk mot ca. N 50g 0. En sammenlikning med skuringsobservasjonene
viser straks en avvikelse fra den vanligste N-lige retningen som antas å
være dominerende under nedisningsmaksimum.
Et hittil übeskrevet drumlinområde ligger ved Tundradalens munning
mot hoveddalen ved Nordberg i Skjåk. Høyden er 1200-1270 m o. h. og
feltet er utstrakt NØ-SV med isbevegelse mot NØ. Feltet består av 11
enkle og 1 dobbel drumlin. Formene er noe større enn i Lordalen, den
lengste måler ca. 1050 m, men forholdet L : B er nær det samme. Et
gjennomsnitt for de tydeligste gir et forhold omkring 4,5 : 1. Retningen
svinger med dalmunningen fra N 30§ 0 til N
0. Den fremherskende
isskuringen i Skjåk er ellers stort sett NV-over, tildels SSV i vannskille
traktene mot Vestlandet. Drumlinfeltet i Tundradalen er ikke besøkt,
men flyfotografier synes å vise at typen er identisk med Lordalens. Skulle
derfor antakelsen av en siste isbevegelse mot NØ være riktig også i Tun
dradalen ser det ut til at Jotunheimens N-lige partier har vært sentrum
for aktiv glasiasjon etter at ismassene lenger 0 i den egentlige Gudbrands
dalen var i stagnasjon. (Ramsli, 1947, Strøm, 1956 og Holtedahl, 1960.)
Som en konklusjon på disse undersøkelsene kan en da si følgende:
Isbevegelsen gikk i begynnelsen av siste istid trolig mot 0. Svaberg i
Finndalens N-side er modellert fra V, mens skuringsstriper i området
går mot N. Under istidsmaksimum må bevegelsen ha vært N-lig og til
dels NV-lig. De fleste skuringsstripene har retninger svakt V for rett N
333
og alle blokkundersøkelsene viste et større eller mindre innhold av
gabbroide bergarter. Blant de N-lige retningene kan muligens utskilles
en eldre NV-lig og en yngre N-lig. Mot slutten av nedisningen tyder
flere ting på at isen beveget seg NØ-over fra Jotunheimen. Drumlin
feltene i Lordalen og Tundradalen er de sterkeste indikatorer på det,
men også andre ting peker i samme retning.
Avsmeltningsforløpet.
Kjølenfjell-området byr med en høydevariasjon mellom 600 og 1900 m
o. h. rik anledning til å studere den typiske sonale inndeling i avsmelt
ningssporene som en finner i våre fjelltrakter. Denne inndeling karak
teriseres av forskjeller både i material- og formtyper. Systematisk er den
gjennomført av G. Holmsen i NGU's kvartærgeologiske kartbladbeskriv
elser, og han har navngitt 4 «regioner» som kan finnes innen det aktuelle
høydeintervall. Når det her er brukt tildels andre navn er det særlig
fordi en forenkling har vist seg tilstrekkelig.
En inndeling i 3 er brukt i det følgende: høyfjellet, flyområdene og
dalfyllingene. Mellom de to første er det beskrevet et fjerde form-miljø,
nemlig overløpspassene.
Materialmengden som få steder er sparsom, tiltar mot lavere høyder,
og området kan fremvise svært formtypiske eksempler på de fleste av
smeltningsspor som er kjent fra andre fjelltrakter. Dreneringen må under
avsmeltningstiden ha hatt imponerende dimensjoner tatt i betraktning
det übetydelige lokale tilsigsfeltet idag. Grunnen er de tilskudd av smelte
og nedbørvann som må ha kommet fra store deler av de områder som nå
dreneres til Otta-bassenget.
Høyfjellet
Det som særpreger toppområdene er det frostsprengte materialet som
over store strekninger danner blokkhav. Høydebestemmelse av det sam
menhengende frostforvitringsfeltets nedre grense må nødvendigvis bli
usikker. Først og fremst fordi grenseområdene gjerne er diffuse med
gradvis overgang fra bregrus til frostsprengt materiale fra den under
liggende berggrunn. Det blir derfor ofte en skjønnsmessig vurdering
hvor en trekker grensen. Dessuten finner en hyppig tunger av urmateriale
ned til lavere høyder enn frostforvitringen er vanlig der topografien byr
muligheter for det. En finner også isolerte blokkfelter omgitt av morene,
særlig der denne er tynn.
334
Mest typisk er blokkhavsforvitringen utviklet i gneisområdets topp
områder, f. eks. i Kollans N-skråning ned mot Skjerva. Blokkene har
dimensjoner fra hodestørrelse til 2-3 m diameter. Striper med finere
materiale som kan gi grobunn for en sparsom vegetasjon finnes, men er
temmelig spredte. Disse stripene med finere fraksjoner er helst utstrakt
med lengderetningen langs kotene.
Nedre grense for den sammenhengende blokkhavsforvitringen ligger
stort sett omkring 1550 m o. h. på S-skråningen av Kollan. Skarpest er
overgangen kan hende i feltets V-kant der blokkområdet går ned til et
rennenivå med overløp over Storskardet. Høyden på grensen er her nær
1500 m o. h.
Til forskjell fra det S-lige Kollanområdet spiller morenematerialet en
større rolle i N. Et jamnt, men tynt dekke av bregrus ligger i NØ-skrå
ningen av Kjølen opp til ca. 1600 m o. h. Det er nok i blanding med for
vitringsmateriale, men er likevel furet av særdeles velbevarte spylerenner.
N for Kjølen strekker det seg riktignok nedover 2 tunger med forvitringsur
til ca. 1450 m o. h., men de er splittet av en forholdsvis tykk morene opp
til 1550 m o. h. Aller høyest rekker det gjenkjennelige morenedekket over
ca. 1650 m o. h. Massene er i denne høyden ikke særlig mektige, men
tykkelsen er igjen ganske betydelig i feltets V-ligste del på begge sider av
Storåi der den fører N-over fra Storskardet. Grensen til forvitrings
materialet ligger her omkring 1450 m o. h.
I NGU's beskrivelse til de kvartærgeologiske kartbladene Røros og
Østerdalen angis på forskjellige lokaliteter nedre grense for sammen
hengende steinfly så lavt som 1200 m o. h. i grunnfjellseruptiver og
endog 1100 m o. h. i sparagmittformasjonen. (Holmsen, G., 1956, 1960 a).
Dels gjelder dette enkelte særlig lavtliggende grenseområder, dels må en
også ved en sammenlikning med det aktuelle felt ta hensyn til at de opp
gitte høydene 15-1600 m o. h. er gjennomsnittsverdier for sammenheng
ende grovblokket forvitringsur. Forøvrig angir Holmsen (1960 b) nedre
grense for Hindflyi der materialet er Jotuneruptiver til 1500 m o. h.
Denne verdien som altså er i godt samsvar med målingene i Nordre
Gudbrandsdal antyder kan hende en regional variasjon i grensens belig
genhet med avtagende høyder mot 0 (og naturligvis mot V-kysten). Mitt
materiale er ellers for sparsomt til å kunne trekke vidtgående konklusjoner
utenfor feltet. Sikkert er i allfall at bergartene har en avgjørende inn
flytelse på frostsprengningsgrensen og en større sammenlikning må ta
hensyn til det.
Også i høyfjellet finnes spor etter dreneringen av smeltevannet. Slike
335
merker er oftest renner og grusakkumulasjoner av fluvial karakter. De
ligger likevel så spredt at forsøk på detaljert rekonstruksjon av avsmelt
ningsforløpet ikke har noen interesse. Det er all grunn til å anta at isen
smeltet død ned. Den høyeste lokaliteten der en med sikkerhet kan på
vise smeltevannspor er omkring 1710 m o. h.
I tilknytning til omtalen av høyfjellsområdene er det på sin plass å
nevne særskilt de periglasiale fenomenene foruten frostsprengningen.
Solifluksjonsformer inntar overalt innen området en fremtredende plass
i morfologien. Særlig hyppige er de innen fyllitthjørnet i SØ, men også i
gneismorenen er flytjordsvalker og steinstriper meget utbredt.
På flyene S for Kollan er de øverste jordlagene svært vasstrukne ut
over sommeren og telen går sent ut av bakken. Dette har trolig gjort sitt
til å lette dannelsen av steinpolygoner som mange steder dekker flyene.
Nær beslektet er en form som mest typisk er observert på N-siden av
Kjølen. Det er vegetasjonsløse grusøyer. I utenlandsk litteratur er syno
nymt brukt «stony earth circle» og «Schuttinsel». De forekommer i det
undersøkte området på moderate skråninger, 5-15 %, og har gjerne en
steinholdig valk foran. Høyden der de forekommer er påfallende kon
stant omkring 1170 m o. h. Av noe spesiell art er en lokalitet der grus
øyene finnes på drumliner. Dimensjonene er der særlig store, enkelte er
over 4 m lange i lengste utstrekning. Til sammenlikning kan for Rondane
traktene oppgis 1-2 m diam. gjennomsnittlig. (Williams, 1956). En ytter
ligere eiendommelighet er en porøs struktur i finsand/grovmo-materiale
noen cm under det øverste grove gruset. Blærer, 1-2 mm brede, gir
snittet et pimpsteinaktig utseende. De faktorer som begunstiger dannelse
av store grusøyer er særlig tynt snødekke (dyp inntrengning av frosten)
og vindeksponering (skade på vegetasjonen). Finkornet morenemateriale
er også gunstig. Liten tilgang på fuktighet kan begrense utbredelsen.
Morenematerialet i drumlinene har en normal kornfordeling og kan
snautt nok være utslagsgivende. Faktorene snødekke og vindeksponering
har avgjort hatt betydning på de oppstikkende ryggene. Forøvrig antas
at nedbøren i disse fjelltraktene er betydelig. Dalene i S og 0 ligger
riktignok i regnskyggen og er kjent som aride, men Kjølenfjellene seiv
gir trolig mye av «skygge>-effekten. På en nærliggende lokalitet i drumlin
feltet viser et podsolert jordprofil med velutviklet A2-horisont at infiltra
sjonen er stor.
336
Overløpspass mot N
Fra feltets S-lige halvde! fører en rekke pass mot N, i alt 10-12 av
noenlunde størrelse. Høyden over havet varierer fra 12-1700 m. De fleste
av passene viser spor etter en tidligere drenering. Sporene kan være renner
i løsmasser og/eller fast berg, elvesenger av forskjellig bredde med vann
slitt stein, renspylte områder og rygger med glasifluvialt materiale. Særlig
tre av passene skiller seg ut ved sin størrelse og ved mengden av dren
eringsspor. Disse passene vil bli kort omtalt her.
Det V-ligste av de store overløpene er Storskardet. Det ligger ca. 3 km
V for Skardstind. Passhøyden er målt til 1478 m o. h.
SØ for skardet strekker det seg en 20-25 m bred terrasse. Høyden er
rett S for skardet 1480 m o. h.. Overflaten består av blokkfri sand og grus
og heller svakt ut mot dalen. Også midt i dalen viser bekkeskjæringer
nokså ren sand og grus. Lenger S, ca. 500 m, ligger fluvialt eroderte
blokker i dagen, men fremdeles med mye finere materiale omkring.
Terrassekanten har så langt S som den er tydelig høyden 1484 m o. h.,
men i den S-lige delen stiger den merkbart. I innerkant er her berget
blottlagt og vannslitt. Herfrå og Ø-over i lia løper ensidige renner i svakt
stigende høyder fra terrassenivået.
Gjennom selve passforsenkningen er nesten alle blokker skyllet bort
og bare fjellet ligger i dagen. Passoverløpet er 80-100 m bredt og svære
vannmasser må ha rent over mot N. Det er tydelig at de største vann
mengdene må ha gått over det som i dag er hovedpasset, men et sekun
dært løp finnes også.
Det er en rimelig tolkning av forholdene å anta at en i området nærmest
S for Storskardet har hatt en isdemt randsjø, men vel med svakt strøm
mende vann. Største lengdeutstrekning er ca. 1000 m. Det gir en hel
ningsgradient langs kanten på noe under 0,4 %. Tilførselen av vann til
terrassen har sikkert foregått lateralt langs Ryggehøs V-side. Muligens
kan også noe smeltevann ha kommet subglasialt.
Dreneringen i passet har foregått i overløp med stadig forflytning mot
V og lavere høyder etter iskantens vekksmeltning inntil det laveste passet
ble fritt og randsjøen kunne demmes opp. Hvor store vannmassene
egentlig var som rant over Storskardet vises ikke bare av erosjons- og
spylingsformene i selve overløpet, men også av kraftige rennesystemer i
Kjølenfjellenes NV-side.
Sentralt i Kjølenfjellene ligger «Grøndalen», (den har såvidt vites intet
offisielt navn). Dalen er under passnivået, 1334 m o. h., fylt av sand og
337
grus av fluvial karakter. Langs hele lia SV for passet finnes former som
viser iskontakt. Dødisgroper som innrammes av eskerrygger er f. eks.
vanlige. Rundetheten av materialet tiltar mot passet som en skulle vente.
Selve passområdet har renspylt berg på kantene og et residuum av flu
vialt slitte blokker i forsenkningen som er todelt.
Dreneringen N-over fra «Grøndalen» har til å begynne med trolig gått
langs iskanten. Isen må på denne tida ha hatt et betydelig fall N-over
for at vannet skulle makte å grave en serie canyoner i fjellryggen V for
dalen. Den framsmeltende V-sida av dalen var trolig for bratt til å holde
ved like en lateral drenering og vannet tok sikkert veien ned til dalbunnen.
Under nedsmeltningen ble dalsida snauspylt for alle løsmasser som måtte
ha vært der. Dette materialet ble akkumulert i dalbunnen og særlig på
den V-re delen. Da isen var smeltet ned til passhøyde kunne flater og
ensidige renner planeres. I allfall en viss tid fortsatte vannet å renne ut
dalen under isen. Det viser en eskerrygg på vannskillet. På et senere
stadium har overløpet vært subaerilt. Alt tyder på at også den siste av
flatningen S-over i dalen foregikk på denne tiden, men med nær kontakt
til isrestene i dalbunnen som sikkert ikke lenger var noen effektiv barriere
mot dreneringen.
Det tredje av de store overløpsområdene ligger i feltets aller Ø-ligste
del. Passet fører mot N fra Skjervas knekk mot SSØ. Største høyde ligger
ca. 2,5 km N for knekken og er målt til 1184 m o. h.
Fra denne største passhøyden strekker det seg i en skjev trekant mot
SSØ og Skjerva et område med glasifluvialt materiale. Det er vesentlig
sand i de høyere deler av trekanten, og overveiende mo, ofte i horisontale
lag, i senkningene. Enkelte veiskjæringer viser grovere materiale på toppen
av det finere. Over ca. 1200 m o. h. ligger et tynt og sparsomt dekke av
morenegrus. Overgangen til dalbunnen med de finkornete sedimentene er
ofte skarp og markeres nær den største passhøyden av en tosidig renne
som bøyer ned mot dalbunnen noen m over passhøyden.
Som ved «Grøndalen» må dreneringen ha begynt lateralt med en vekk
og nedspyling av morenematerialet i lia V for passet. Størst virkning har
denne avdekkingen hatt på de utstikkende tungene som begge steder ligger
i passområdenes SV-re del. På den tid da isoverflåten var smeltet ned
omtrent i passhøyde utarbeides den store rennen. Endel smeltevann kan
godt tenkes å ha forlatt passet i løp på eller i isen. Det ville forklare at
overløpsrennen er såvidt svakt eller diffust nedskåret. Men en finner
ingen utvetydige eskere eller andre ryggformer en da måtte vente. Endelig
kan smeltevann ha drenert under isen mot S. Dette har nok også vært
22
338
tilfelle. De store flatene med glasifluvialt materiale som finnes S-over i
trekanten tyder på det. Så langt S som ved Jønndalen ligger finsedimenter
av denne typen, ofte i haugformer som viser iskontakt. Dreneringen over
passet har etter hvert tatt slutt og er blitt erstattet av subglasial drenering
ut Skjervas dal.
Flyomrddene
Til denne sonen er regnet med områder mellom ca. 1000 og ca. 1500
m o. h. uavhengig av om de strengt tatt kan kalles flyer. Kriteriet har vært
avsmeltningsformene. Overalt i dette høydeintervallet finnes merker etter
smeltevannets transport og omlagring. Storslåtte canyoner veksler med
strømterrasser, snaue bergflåg med eskerrygger.
Bare to typeområder vil bli omtalt mere i detalj her. Det ene gir ek
sempel på akkumulasjoner proksimalt i et dreneringssystem, det andre
viser vannet som denuderende agens.
Praktisk talt langs hele Kollans S-side ligger i et påfallende skarpt av
grenset høydeintervall, 1425-1550 m o. h., akkumulert sand og grus i
betydelige mengder. Avsetningene ser ut til primært å være sedimentert
subglasialt, eller i allfall sublateralt, i tunneller og huirom i isen nær
kanten. Skarpe iskontakter er det ikke mange av. Det skyldes en sekun
dær, lateral, bearbeidelse av løsmassene. Et iøynefallende trekk blant disse
formene er rygger av fluvialt grus avsatt under isen som er overskårne av
laterale og sublaterale dreneringsrenner. I de lavestliggende delene av
slike områder er mye av materialet skyllet sammen og omleiret, gjerne i
avflatete masser. Det synes rimelig at dette foregikk idet isen smeltet vekk
fra området og vannet fikk mere løsmasser å arbeide med. Slike avflat
ninger kan ha terrasseaktig begrensning, men går oftest jamnt over i
omgivelsene.
Den generelle dreneringsretning i området var i denne høyden mot V.
Som nevnt er Storskardets høyde målt til ca. 1478 m o. h. Med det for
hold i tankene at isen smeltet ned til omkring høyden i de største passene
et stykke S og 0 for disse før den smeltet vekk fra passområdene, fore
kommer det sannsynlig at områdene med subglasiale avsetninger er noen
lunde samtidige med frismeltningen av Storskardet og oppdemningen av
den lille randsjøen der. Isen må allerede på det tidspunkt ha vært såpass
oppsprukken og porøs at vannet lett kunne finne vei under den. Særlig
gunstige har betingelsene vært for subglasial nedbøyning av ellers laterale
renner der topografien danner innbuktninger.
339
Fra «Grøndalen»s pass strekker det seg et for det meste übrutt belte
med renspylt berg NV-over til traktene rett opp for sammenløpet LoraLågen. Her støter det sammen med et tilsvarende rent belte fra Storåi.
Det er vannet som drenerte gjennom Storskardet og «Grøndalen» som
her har konvergert og flytt bort under isen. Beltene er 500-1000 m brede
og senker seg fra 1300/1400 mo. h. ved «Grøndal»spasset og fra ca. 1100 m
o. h. nedenfor Storskardet til omkring 1000 m o. h. i sammenløpsområdet.
Gradientene langs over- og underkantene ligger nær 2-2,5 %. Lengden
av de to bare områdene er tilsammen 15-16 km. Dreneringen var høyst
sannsynlig samtidig i de to greinene.
Betegnelsene «bart» og «renspylt» berg må tas med visse reservasjoner.
Enkelte steder ligger det tilbake blokkstriper av det tidligere morene
dekket. I tilfeldige sprekker og forsenkninger i bergoverflaten kan også
noe finmateriale være bevart.
Årsaken til en slik vidtgående vekkføring av løsmassene må være store
vannmengder. Forholdene tyder på at vannet rant mer eller mindre langs
iskanten. Gradientene omkring 2,5 % er i største laget til å kunne repre
sentere isoverflatens helning. Men en må ta i betraktning de spesielle
lokale forhold. Store mengder vann, smeltevann fra isen og nedbørvann
fra det frismeltete fjellet sto til rådighet. Særlig nedbørvannet vil kunne
ha temperaturer godt over frysepunktet og en betydelig smeltning må
kunne ventes i marginalsonen. Først og fremst i konfluensområdet, men
også mere proksimalt i dreneringssystemene. Resultatet vil bli fallgradien
ter på vannet større enn isoverflatens helning også så lenge vannet løper
marginalt. Derfor finner en også sjelden laterale renner med mindre enn
ca. 2 % fall.
En konsekvens av en slik marginal smeltning vil være at også deler av
isoverflaten vil dreneres til depresjonen. En vil vanskelig kunne avgjøre
om de formene en finner stammer fra en slik drenering eller fra den is
kantdirigerte. I allfall må en erkjenne muligheten av en super- eller en
glasial drenering ut mot marginalsonen i depresjoner.
Den dreneringen en finner spor etter på Kjølens NV-side er sett under
ett preget av sublateral erosjon og akkumulasjon. Strengt laterale renner
er en sjeldenhet og seiv 300 m lengde på en ikke ren lateralrenne er
snarere en maksimalverdi enn et gjennomsnitt. Derimot er det stor rik
dom på tosidige renner med middels fallgradient. Uomtvistelige sub
glasiale renner er også hyppige. Trolig har de mange og lange bekke
løpene ført vann også under avsmeltningstiden.
De glasifluviale avsetningene inntar som overalt på flyområdene store
340
Akkumulasjonsmiljøet antas å være overveiende sublateralt og
subglasialt. Under iskanten ville vannets transportevne brått avta og
materialet avlastes. Den dyperegående subglasiale dreneringen viser på
flyene hyppigere erosjons- enn akkumulasjonsformer. Eskere er ikke
vanlige før en kommer ned i liene mot dalbunnene.
Dalfyllingene
Materialet i dalbunnene omkring Kjølenfjellene er som ventelig kan
være sterkt fluvialt preget. Dels er avsetningene primært glasifluviale, dels
er de bearbeidet postglasialt. F. eks. gjelder dette Finndalen, der det inn
byrdes forhold mellom materialtypene fremtrer klart. Morenedekket i
bunnen er særlig langs dalbunnens sider overleiret av glasifluviale avset
ninger i forskjellige former. Den meandrerende Firma har omleiret begge
de to typene til et nokså homogent elvegrus.
Ved Loras utløp i hoveddalen ligger en vifte med terrasser som tidlig
har fanget kvartærgeologenes oppmerksomhet. De er først omtalt av
Rekstad (1896) og Øyen (1896) og senere av Reusch (1910) som antar at
de er avsatt i en liten isdemt sjø. G. Holmsen (1918) kaller dem akkumu
lasjonsterrasser og betrakter dem som strandlinjer etter «Gudbrandsdalens
bræsjø». Senest har Gjessing (1960) beskrevet terrassene, Han konkluderer
at materialet må være akkumulert subglasialt og «modellert av elven i
synkende trinn».
Her skal ikke gis en detaljert beskrivelse av terrassene, men bare
nevnes et par observasjoner som kan hjelpe til å klargjøre dannelsen.
I en av Loras skjæringer er blottet et snitt, fig. 3, som viser underst
3-4 m bunnmorene med en viss overvekt av mo/finsand-fraksjoner, fulgt
av 5-6 m uregelmessig og ikke særlig godt skiktet glasifluvialt grovmate
riale. Lagdelingen i snittet er steilt fallende mot N. De øverste 2 m er
horisontalt liggende, utvaskete og godt rundete blokker.
Materialet som bygger opp Loraterrassene må være kommet innefra
Lordalen og tilført gjennom slukåser som danner nettverk i liene på S
siden av elva. Massene er avlastet i subglasiale ryggsystemer nede i dal
bunnen. Snittet i terrassen vist på fig. 3 er instruktivt for å forstå opp
bygningen. At en kan tilskrive en slik avsetningsmåte generell riktighet
vises av de mange ryggene, av utvilsom subglacial opprinnelse som kom
mer til syne på trinene mellom terrasseflatene. Som Gjessing beskriver
fra hoveddalen videre NV-over mot Lesjaskog er eskerdreneringen der et
helt dominerende trekk i avsmeltningen. Terrasselistene og eskerryggene
341
Fig 3. Snitt i terrasse ved Lora. Skrålag med grovt glasifluvialt materiale.
ved Lordalens munning bøyer langs lia mot N og viser at vannet under
akkumulasjonen fikk avløp over Lesjaskogsvannet.
Avflatningen av terrassene har trolig skjedd subaerilt av vann som
strømmet ut dalen mot isresten ved munningen. Strømfurer og det ut
vaskete topplaget viser det. Terrassene faller sterkt mot NØ og mangler
strandlinjehakk. Det har derfor ikke vært noen egentlig isdemt sjø her.
Andre terrasser i liene ned mot Lågen er undersøkt, blant dem den
kjente Vieflotten lengre 0 i Lesja. Det er et umiddelbart inntrykk at
liknende synspunkter kan brukes på dem som for Loraterrassene:
Glasifluvialt materiale
=*
overveiende subglasialt akkumulert
N
Skiftende særlig sublateral
drenering
Overveiende lateral drenering
Overveiende subglasial
drenering
Vannskille
Fig. 4. Dreneringsformer og akkumulasjonsområder.
1) Subglasial akkumulasjon av kjernematerialet via rennesystemer som
strekker seg flere hundre meter ovenfor terrassene, og i slukåser og
andre ryggformer.
2) Subaeril avflatning av rennende vann i nærheten av iskanten, eller i
en permeabel randsone.
3) Drenering bort fra terrassene under eller i isen, både ved akkumula
sjonen og avflatningen.
Konklusjon.
Kjølenfjellene viser et etter måten mektig morenedekke høyt til fjells.
De høyeste tungene strekker seg over 1650 m o. h. Dette vitner om gun
stige forhold for bevarelse av dekket under isskillet. Isens hastighet og
343
eroderende evne må her ha vært liten under nedisningsmaksimum. Det
faktum at norske mammutfunn utelukkende stammer fra Lågenvassdraget
peker i samme retning.
Var disse traktene beskyttet mot store forandringer under nedisningen,
satte til gjengjeld avsmeltningstiden spor etter seg. Svære vannmasser fra
S skyllet over fjellsidene etter som de smeltet fram av isen. Vannet tok
med seg store mengder løsmateriale, rullet det og avsatte det nede i
dalene. Denne omfattende materialtransporten til lavtliggende områder
er et hovedmoment i avsmeltningsforløpet.
Nedsmeltingen av en skrå isoverflate har hatt konsekvenser for dren
eringstypene. En betraktning av dreneringsformene omkring Kjølen og
Kollan antyder visse generelle trekk. På fig. 4 er vist den regionale ut
bredelsen av formene. Da det naturlig nok er den siste dreneringen i et
område som setter de sterkeste spor, kan den subglasiale dreneringen
undervurderes ved betraktning av kartbildet. Erfaringen viser at områder
med langvarig subglasial drenering med betydelig akkumulasjon på kort
tid omdannes og preges av den sublaterale eller laterale rennenedskjær
ingen idet randsonen passerer under nedsmeltningen. For å gi et full
stendigere bilde er på kartskissen også tatt med større områder med glasi
fluvialt avsatt materiale.
Det viser seg da at få og übetydelige spor etter smeltevannet finnes
rett S for de høyeste fjellene. Vannet har bøyd utenom og i SV- og SØ
områdene i Finndalen er lateral drenering fremtredende. At den sub
glasiale dreneringen likevel har tatt en god porsjon av vannmengdene
viser dalfyllingene nede i Finndalen. En legger ellers merke til den sterke
akkumulasjonen proksimalt i de tre største passoverløpene.
Kontrasten er merkbar når en betrakter de N-vendte fjellsidene mot
Lesja. Lateral drenering der den forekommer er gjerne beskjeden, enda
om flere unntak kan nevnes. Derimot er det overveiende merker etter
sublateral og subglasial drenering med sterk akkumulasjon.
Summary.
Notes on the ice movement and deglaciation features in the mountain area
in North Gudbrandsdalen volley, Central Norway.
Glacial striae and ice-moulded forms indicate that the earliest direction
of glacial flow was towards E, and that the flow at the maximum was
towards N or NW. The late-glacial movement, however, seems to have
344
been towards NE, in particular because the )ong axes in recently dis
covered drumlins have this orientation. The corresponding centre of
active glaciation was situated in the northern part of the Jotunheimen
high mountain area, at a time when the remaining ice, east of the investi
gated area, was climatically dead.
The deglaciation period brought large amounts of melt water to the
area. Magnificent clean-swept belts show the former water ways. During
this stage considerable quantities of sand and gravel were carried to the
valley bottoms successively. The transport history was partly compli
cated.
A general tendency to subglacial transport and accumulation seems to
have occured in particular during the first phase, at a given place. Later,
sublateral and/or lateral transport, modifying the earlier accumulation
forms, have taken place. On the mountain slopes sublateral drainage
channels are common, in part cutting across earlier subglacial accumu
lations. Along the lower parts of the valley sides a variety of «dead ice»
deposits of great thickness cover the bed rock. The last phase seems to
have involved a subaerial levelling of the subglacial or submarginal depo
sits, resulting in sloping terrace forms. The upper part of the Gudbrands
dalen valley exhibit a most beautiful example of a landscape characterized
by the melting of a dead ice. It must be remembered that the area is
situated between the lateglacial ice divide and the present water divide.
The combined effect of topography and the slope of the ice surface
counts for the difference in drainage pattern on either side of the Kjølen
fjellene mountain ridge.
Litteratur.
Charlesworth, J. K., 1957: The Quaternary Era, I. London.
Fairchild,J., 1929: New York Drumlins. Proc. Rochester Acad. Sa, 7.
Gjessing, jf., 1960: Isavsmeltningstidens drenering. Ad Novas, 3.
Holmsen, G, 1918: Gudbrandsdalens bræsjø. N.G.U., 83.
—
1956: Røros. N.G.U., 198.
— 1960 a: Østerdalen. N.G.U., 209.
— 1960b: Jordartregioner i Norge. N.G.U., 213.
Holtedahl, 0., 1960: Geology of Norway. N.G.U., 208.
Ramsli, G., 1947: Siste istid i Gudbrandsdalsfjellene. N. Geogr. T., 11.
Rekstad, J., 1896: Mærker efter istiden i det nordlige af Gudbrandsdalen.
Arch. Math. Naturv., 18.
Reusch, H., 1910: De formodede strandlinjer i øvre Gudbrandsdalen. N.G.U., 57.
345
Strand, T., 1951: The Sel and Vågå map areas. N.G.U., 178.
Strøm, K., 1956: The disappearence of the last ice sheet from central Norway.
Journ. of Glac, 2.
Williams, P.J., 1956: Preliminary report of investigations into certain solifluction and
pattern ground features in Norway. Cambridge.
Øyen, P. A., 1896: Strandlinjer i Gudbrandsdalen. Arch. Math. Naturv., 18.